Δ 18 O como marcador paleoambiental Disciplina: Mudanças Paleambientais 2008.

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1 δ 18 O como marcador paleoambiental Disciplina: Mudanças Paleambientais 2008

2 Oxigênio tem três isótopos estáveis que ocorrem naturalmente: 16 O, 17 O, 18 O. O mais abundante é 16 O (99,76%), com uma pequena percentagem de 18 O (0,2%) e até mesmo uma menor percentagem de 17 O (0,04%). A análise dos isótopos de oxigênio considera a razão entre 18 O/ 16 O (δ 18 O). O cálculo da razão isotópica de cada amostra (Ra) é, então, comparado com um padrão arbitrário internacional – no caso do oxigênio é o SMOW (Standard Mean Ocean Water). A razão isotópica (quantidade relativa ao padrão internacional) destes dois tipos de oxigênio na água se altera (fracionamento isotópico) com as mudanças climáticas. Ao determinar as diferenças entre as razões isotópicas do oxigênio nos sedimentos marinhos, gelos ou fósseis em relação ao padrão internacional SMOW, os cientistas podem entender melhor o sentido das mudanças climáticas que ocorreram no passado.

3 Água meteórica (aquela que faz parte do ciclo hidrológico) do mar é, em grande parte, composta por moléculas H 2 16 O, (99,7%) com pequenas quantidades de e HD 18 O (0,032%). Portanto, no caso da água, tanto os átomos de H, quanto de oxigênio podem apresentar diferentes isótopos presentes na composição da água. A razão D/H (δD) no padrão Viena Standard Mean Ocean Water (VSMOW) é de 155,76 * 10 – 6, enquanto que a razão entre (δ 18 O) 18 O/ 16 O é de 2005,2 * 10 -6, ambas razões são deslocadas a zero para servirem como padrões de comparação. Mudanças no estado físico da água são as causas primárias das alterações das razões isotópicas, no processo chamado de fracionamento isotópico. Evaporação e de condensação são os dois processos que mais influenciam na razão dos isótopos de oxigênio nas águas. Assim, moléculas de água que contêm oxigênio leve ( 16 O) tendem a evaporar mais facilmente que a água pesada ( 18 O). Ao mesmo tempo, vapor de água pesada tende a se condensar mais facilmente. Quais os fatores climáticos influenciam nas razões isotópicas nas águas meteóricas?

4 Energia cinética das Reações

5 Fracionamento Isotópico da água

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9 Balanço Hidrológico – Sinal isotópico

10 O fracionamento isotópico durante a condensação e a evaporação muda a composição dos isótopos nas precipitações que variam sob efeito das seguintes condições: a) Quantidade de chuva – chuvas mais intensas têm menores valores de δ 18 O, ou seja, são mais leves ou pobres em isótopos pesados; b) Altitude – o conteúdo de isótopo pesado nas precipitações diminui com o aumento de altitude (FRIEDMAN et al, 1964; MOSER and STICHLER, 1970; FRISCHKORN et al., 1990); c)Distância ao oceano ou interiorização do continente – à medida que as nuvens avançam para o interior do continente, pode ocorrer precipitação, provocando diminuição da massa de vapor inicial, tornando-o cada mais pobre em isótopos pesados, (SANTIAGO, 1984); d)Latitude – para grandes valores de latitude o abaixamento da temperatura é acentuado, o que torna o fracionamento mais intenso. e)Sazonais – os valores das concentrações isotópicas diminuem nas mudanças de estação verão para inverno (FRIEDMAN et al., 1964; MOSER end STICHLER, 1970).

11 A relação entre a composição isotópica do 18 O da água da chuva e temperatura. Este gráfico mostra a diferença de 18 O concentração na precipitação anual, em comparação com a temperatura média anual em cada local. As águas de locais mais frios, como a Antártida e a Groelândia, têm sinal isotópico cerca de 5 ‰ menor (Gráfico adaptado de Jouzel et. al., 1994). Temperatura X sinal isotópico do Oxigênio

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13 Na medida em que as massas de ar úmido e quente atingem o equador (ITCZ), estas ascendem na atmosfera e se resfriam, perdendo umidade e se movendo em direção aos pólos. A primeira a chuva apresenta razão isotópica mais elevada, uma vez que as moléculas mais pesadas tendem a condensar mais facilmente. O restante da umidade no ar torna-se gradativamente mais empobrecido em isótopos pesados a medida em que a massa de ar continua a se mover em direção aos pólos. À medida que a umidade atinge as latitudes mais altas, a composição isotópica da chuva (ou neve) é composta por moléculas cada vez mais leves.

14 Fracionamento Rayleigh O Fracionamento Rayleigh é um exemplo de fracionamento isotópico entre duas espécies que estão em equilíbrio uma com uma outra. Exemplos incluem: (1) precipitação de chuva a partir de uma nuvem, (2) cristalização de minerais em câmaras magmáticas, (3) evaporação do vapor de uma solução. Em todos estes processos a evolução da composição isotópica dos produtos e reagentes pode ser expressa com as equações de Rayleigh: Onde: RV O é a razão isotópica inicial da maior parte da nuvem de vapor; RV é a razão isotópica do restante do vapor em qualquer um instante, f é a fração de resíduos que permanecem na nuvem de vapor e é o fator fracionamento (Rliq / Rvap). O efeito desse processo sobre a composição isotópica da água nas nuvens e chuva a cair, pode ser visto no diagrama ao lado.

15 Períodos de águas isotopicamente pesadas: Durante as épocas glaciais, temperaturas mais frias se estendem em direção ao equador, diminuindo a precipitação nas regiões do equador e trópicos. Então, vapor d’água rico em 18 O consegue, assim, atingir maiores latitudes. Desta forma, o vapor d'água contendo baixos valores de δ 18 O se move em direção ao pólos e, eventualmente, condensa, e cai na forma de neve e gelo, onde permanece. A água remanescente (o que sobrou depois da evaporação) apresenta, assim, seu conteúdo isotópico enriquecido em 18 O, ou seja, é mais pesado, enquanto que o gelo depositado torna-se isotopicamente mais leve. Assim, altos valores de δ 18 O nas águas e baixos valores no gelo indicam a ocorrência de épocas glaciais.

16 Períodos de águas isotopicamente leves: Durantes as fases interglaciais, quando as temperaturas aumentam, o gelo tende a derreter, aumentando o aporte de água doce no oceano, reduzindo a salinidade dos oceanos em todo mundo. Sinais de δ 18 O mais baixos (leves) indicam aquecimento global, resultando em menor cobertura de gelo global e águas menos salinas. Isto acontece porque vapor d'água mais pesado condensa primeiro e depois é seguido por grande quantidade de precipitação leve que chega aos oceanos via escoamento das bacias hidrográficas para o mar, produzindo um efeito de diluição. Assim, os cientistas associam o baixos valores de δ 18 O na água do mar, com altos níveis de aporte de água doce, que em escala global indica temperaturas mais quentes.

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20 Equação espécie-específica. Paleotermometria Isotópica Fracionamento isotópico água-carbonato

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22 FRIO Pequena idade do gelo